35年来青藏高原大气热源气候特征及其与中国降水的关系_赵平

青藏高原四月陆面状况异常与中国夏季降水的可能
联系的开题报告
题目：青藏高原四月陆面状况异常与中国夏季降水的可能联系
研究背景：
青藏高原是世界上最大的高原，被誉为“亚洲屋脊”，其地形地貌的特殊性使得其对亚洲及世界气候具有重要影响。

中国夏季降水是中国气候的重要组成部分，其种植和农业生产等都与夏季降水密切相关，因此研究青藏高原四月陆面状况与中国夏季降水的关系具有重要意义。

研究目的：
本次研究旨在探讨青藏高原四月陆面状况异常与中国夏季降水的可能联系，为进一步揭示气候变化与中国夏季降水之间的关系提供新的思路。

研究方法：
本次研究将采用资料分析法。

首先，利用NCEP/NCAR再分析资料，分析青藏高原四月陆面状况的变化趋势。

随后，通过与降水数据的关联分析，探讨青藏高原四月陆面状况与中国夏季降水之间的可能联系。

研究意义：
本次研究将有助于我们更好地理解青藏高原四月陆面状况的变化趋势以及其与中国夏季降水之间的潜在联系，为我们深入研究气候变化与中国夏季降水之间的关系提供新的思路。

此外，对于农业生产和种植环境的改善也具有一定的参考价值。

第43卷第5期2019年9月大气科学Chinese Journal of Atmospheric SciencesV ol.43No.5Sept.2019青藏高原夏季大气视热源与中国东部降水的关系的年代际变化张镇宏1蔡景就2乔云亭1简茂球11中山大学大气科学学院/季风与环境研究中心/广东省气候变化与自然灾害重点实验室，广州5102752广东省气象台，广州510640摘要基于1979～2017年欧洲中期天气预报中心（ECMWF ）提供的ERA-Interim 逐日再分析资料和热力学方程，本研究估算了大气视热源，分析研究了青藏高原夏季大气视热源的异常与中国东部降水关系的年代际变化，以及青藏高原大气视热源影响我国东部夏季降水的物理机制。

结果表明：（1）高原热源东、西部反相变化模态的重要性发生了年代际转变，表现为由1994年之前方差贡献相对小的第二变异模态变为1994之后方差贡献明显增大而成为第一主导变异模态。

（2）青藏高原夏季大气视热源的东、西反相变化模态与中国东部降水的关系存在年代际变化。

1993年之前和2008年之后，高原大气视热源的异常分别仅与长江下游降水和长江中游降水异常存在密切的联系；而在1994～2007年，其对长江流域及附近区域和华南地区的夏季降水的影响显著，具体表现为，当高原夏季大气视热源异常表现为东强西弱（东弱西强）时，长江中上游、江淮地区的降水偏多（少），华南地区降水偏少（多）。

（3）高原大气视热源显著影响我国东部夏季降水主要是通过经高原上空发展加强的天气系统东移过程影响长江流域及附近地区的降水，以及通过垂直环流影响华南地区的降水。

关键词青藏高原夏季大气视热源降水年代际变化文章编号1006-9895(2019)05-0990-15中图分类号P461文献标识码Adoi:10.3878/j.issn.1006-9895.1901.18141Interdecadal Change in the Relation between Atmospheric ApparentHeat Sources over Tibetan Plateau and Precipitationin Eastern China in SummerZHANG Zhenhong 1,CAI Jingjiu 2,QIAO Yunting 1,and JIAN Maoqiu 11School of Atmospheric Sciences/Center for Monsoon and Environment Research/Guangdong Prince Key Laboratory for Climate Change and Natural Disaster Studies ,Sun Yat-sen University ,Guangzhou 5102752Guangdong Observatory ,Guangzhou 510640Abstract Based on the ERA-Interim reanalysis data provided by the European Centre for Medium Range Weather张镇宏,蔡景就,乔云亭,等.2019.青藏高原夏季大气视热源与中国东部降水的关系的年代际变化[J].大气科学,43(5):990-1004.ZHANGZhenhong,CAI Jingjiu,QIAO Yunting,et al.2019.Interdecadal Change in the Relation between Atmospheric Apparent Heat Sources over Tibetan Plateau and Precipitation in Eastern China in Summer [J].Chinese Journal of Atmospheric Sciences (in Chinese),43(5):990-1004.doi:10.3878/j.issn.1006-9895.1901.18141收稿日期2018-03-21；网络预出版日期2019-03-22作者简介张镇宏，男，1989年出生，硕士研究生，主要从事气候学研究。

青藏高原气温和降水时空分布特征分析青藏高原是世界上最大的高原，也是我国重要的自然地理区域之一。

其独特的地理位置和地貌特征，使得青藏高原的气候呈现出一定的特点。

本文将从气温和降水两个方面，对青藏高原的时空分布特征进行分析。

1. 气温时空分布特征青藏高原的气温呈现明显的分带特征，从东部向西部逐渐降低。

一般来说，高原地区的气温随着海拔的升高而逐渐降低，这是由于高原地区的海拔高度较大，导致大气压力和密度较低，空气稀薄，所以相同的能量辐射，温度相对较低。

除了受海拔的影响，青藏高原的气温还受到地形、风向等因素的影响。

在时空分布上，青藏高原的东部和南部地区气温较高，而西部和北部地区气温较低。

这是因为东部和南部地区靠近低纬度地区，阳光辐射比较强烈，加上湿润的气候环境，使得气温相对较高。

而西部和北部地区靠近高纬度地区，阳光辐射弱，加上干燥的气候，导致气温相对较低。

此外，青藏高原的气温还表现出明显的季节变化。

夏季气温高，冬季气温低。

这是由于夏季高原地区受到了副高的控制，大气层中的湿气较多，降水较多，而冬季受到了西伯利亚高压的影响，气温较低，降水较少。

2. 降水时空分布特征青藏高原的降水也呈现出明显的分带特征。

一般来说，青藏高原的西部和北部地区降水较少，东部和南部地区降水较多。

这是由于青藏高原地处于地球的反气旋带上，平均流向为由西向东，在降水时常常受到西风带或东风带的影响，西部和北部地区常常处于干旱带和亚洲大陆性气候的影响下，降水较少。

而靠近海洋的东部和南部地区，则更容易受到季风气候的影响，降水较多。

此外，青藏高原的降水还存在明显的季节变化。

一般来说，夏季降水多，冬季降水少。

这是由于夏季副热带高压北抬，导致季风气流的北抬和增强，所以夏季降水较多；而冬季西伯利亚高压南下，阻挡了季风气流的北抬，所以冬季降水较少。

总结起来，青藏高原的气温和降水时空分布特征受到多种因素的影响。

气温受海拔、地形、风向等因素的影响，呈现出从东部向西部逐渐降低的趋势；降水受季风气候、地理位置等因素的影响，呈现出从东部向西部降水逐渐减少的趋势。

青藏高原的气候特征与变化青藏高原是世界上海拔最高的高原，拥有独特的气候特征和变化。

本文将从降水、温度和风力三个方面探讨青藏高原的气候特征与变化。

一、降水青藏高原地处喜马拉雅山、昆仑山和冈底斯山的腹地，是亚洲大陆内陆极地气团和热带气团相互作用的区域。

由于高原的高海拔和复杂的地形，青藏高原的降水分布呈现出明显的地域差异。

东南部和中部地区年降水量较多，呈现出春夏季集中、秋冬季稀少的特点，降水主要以夏季的暴雨和冬季的雪为主。

而西部和北部地区降水相对较少，主要以冬季的降雪为主。

近年来，由于气候变暖等因素的影响，青藏高原的降水分布出现了一些变化，部分地区的降水量有所增加，导致山区的冻土融化、冰川萎缩等现象加剧。

二、温度青藏高原的气温差异较大，表现出明显的垂直分布特点。

高原的平均气温随着海拔的升高而逐渐下降，呈现出从南到北、从东到西逐渐降低的趋势。

由于高原地处亚洲大陆内陆，受到季风气候和副热带高压的共同影响，北部和西部地区的气温较低，冬季极端低温可达到零下40摄氏度以上。

而东南部地区的气温较高，夏季最高气温可达30摄氏度以上。

另外，由于青藏高原的高海拔和绝对高度，高原上的日照时间较长，辐射量较大，气温的日较差也较大。

三、风力青藏高原是世界上风速最大的地区之一，也是风力资源丰富的地区之一。

由于高原地处喜马拉雅山脉、昆仑山脉和冈底斯山脉的交汇点，青藏高原形成了独特的地形气候条件，导致强风频繁出现。

每年春季到秋季，高原上经常出现强烈的西南风和西北风，尤其是昆仑山脉和喜马拉雅山脉之间的山谷地带，风速可达每秒30米以上。

这种强风不仅对高原地区的气候产生影响，也为风能利用提供了巨大的潜力。

总结而言，青藏高原的气候特征与变化主要表现在降水、温度和风力三个方面。

高原地区的降水分布呈现明显的地域差异，而近年来的气候变暖导致部分地区降水量有所增加。

高原的气温差异较大，山地地区气温较低，平原地区气温较高，而日照时间较长的高原气温的日较差也较大。

青藏高原现代气候特征及大地形气候效应一、本文概述本文旨在深入研究和探讨青藏高原现代气候特征及其大地形气候效应。

青藏高原，作为地球上最高的高原，其独特的地形和地理位置赋予了其特殊的气候特性，对全球气候系统产生了深远的影响。

本文将首先概述青藏高原的基本气候特征，包括温度、降水、风速等主要气候要素的现代变化趋势。

在此基础上，我们将进一步分析这些气候特征如何受到大地形气候效应的影响，以及这种影响如何在全球范围内传递和放大。

通过本文的研究，我们希望能够更深入地理解青藏高原在现代气候变化中的角色和作用，为应对全球气候变化提供科学依据和参考。

二、青藏高原现代气候特征青藏高原，作为地球上最高、最大、最年轻的高原，其独特的地理位置和地形地貌对现代气候特征产生了深远的影响。

青藏高原的现代气候特征主要表现在以下几个方面。

青藏高原的气候类型以高原山地气候为主，具有明显的高原特色。

由于海拔高，大气压低，气温低，降水形式以雪为主，雪线低，冰川广布。

这种气候类型使得青藏高原的气候条件恶劣，生态环境脆弱，但同时也为高原生物提供了独特的生存环境。

青藏高原的气温变化具有显著的季节性和日较差大的特点。

夏季，太阳辐射强，地面加热迅速，气温高；冬季，由于高海拔和地形的影响，青藏高原的气温较低。

同时，由于高原地区的大气稀薄，白天太阳辐射强，地面升温快，夜晚地面散热快，降温迅速，因此日较差大。

再次，青藏高原的降水分布不均，主要集中在夏季。

夏季，随着季风的推进，青藏高原的南部和东南部地区降水较多，而冬季则降水稀少。

这种降水分布不均的特点对高原的生态环境和农业生产产生了重要影响。

青藏高原的气候变化受到全球气候变化的深刻影响。

近年来，随着全球气候变暖的趋势加剧，青藏高原的气温也在逐渐升高，降水模式也在发生变化。

这些气候变化对高原的生态环境、冰川融化、水资源分布等方面产生了深远的影响，也对人类的生存和发展提出了新的挑战。

青藏高原的现代气候特征主要表现为高原山地气候、气温变化的季节性和日较差大、降水分布不均以及受到全球气候变化的影响。

青藏高原大气热源和冬春积雪与中国东部降水的年代际变化关系朱玉祥;丁一汇;徐怀刚【期刊名称】《气象学报》【年(卷),期】2007(65)6【摘要】利用NCEP 1950-2004年逐日再分析资料,采用倒算法,对青藏高原大气热源的长期变化进行了计算,结果发现,青藏高原及附近地区上空大气春夏季热源在过去50年里,尤其是最近20年,表现为持续减弱的趋势.而1960-2004年青藏高原50站的冬春雪深却出现了增加,尤其是春季雪深在1977年出现了由少到多的突变.用SVD方法对高原积雪和高原大气热源关系的分析表明,二者存在非常显著的反相关关系,即高原冬春积雪偏多,高原大气春夏季热源偏弱.高原大气春夏季热源和中国160站降水的SVD分析表明,高原大气春夏季热源和夏季长江中下游降水呈反相关,与华南和华北降水呈正相关;而高原冬春积雪和中国160站降水的SVD分析显示,高原冬春积雪和夏季长江流域降水呈显著正相关,与华南和华北降水呈反相关.在年代际尺度上,青藏高原大气热源和冬春积雪与中国东部降水型的年代际变化(南涝北旱)有很好的相关.最后讨论了青藏高原大气热源影响中国东部降水的机制.青藏高原春夏季热源减弱,使得海陆热力差异减小,致使东亚夏季风强度减弱,输送到华北的水汽减少,而到达长江流域的水汽却增加;同时,高原热源减弱,使得副热带高压偏西,夏季雨带在长江流域维持更长时间.导致近20年来长江流域降水偏多,华北偏少,形成"南涝北旱"雨型.高原冬春积雪的增加,降低了地表温度,减弱了地面热源,并进而使得青藏高原及附近地区大气热源减弱.【总页数】13页(P946-958)【作者】朱玉祥;丁一汇;徐怀刚【作者单位】中国气象科学研究院,北京,100081;南京信息工程大学,江苏,南京,210044;中国气象局培训中心,北京,100081;国家气候中心,北京,100081;中国气象局培训中心,北京,100081【正文语种】中文【中图分类】P4【相关文献】1.青藏高原冬春积雪异常影响中国夏季降水的数值模拟 [J], 韦志刚;陈文;黄荣辉2.SVD分析青藏高原冬春积雪异常与西北地区春、夏季降水的相关关系 [J], 王芝兰;李耀辉;王劲松;陈录元3.青藏高原冬春积雪异常与中国东部地区夏季降水关系的进一步分析 [J], 吴统文;钱正安4.青藏高原夏季大气视热源与中国东部降水的关系的\r年代际变化 [J], 张镇宏;蔡景就;乔云亭;简茂球5.青藏高原东部和西太平洋暖池区大气热源与中国夏季降水的关系 [J], 简茂球;罗会邦;乔云亭因版权原因，仅展示原文概要，查看原文内容请购买。

高原热低压位置指数的变化特征及其与我国夏季降水的关系1谢清霞 范广洲* 周定文(成都信息工程学院大气科学学院，高原大气与环境四川省重点实验室，四川成都，610225）摘 要本文利用1966—2009 年NCEP/ NCAR再分析月平均资料和1966-2007 年我国596 个测站的月降水资料，在青藏高原主体范围（27.5°～40°N , 80°～102.5°E）内定义了高原热低压中心的经、纬度位置指数，若经、纬度指数越高，表明高原低压中心位置分别偏东和偏北，反之则偏西和偏南。

然后运用线性趋势、突变分析和小波分析等统计方法研究其变化特征，得出的主要结果为：近44年来，经、纬度位置指数均呈现出整体线性下降的趋势，其中在20世纪70年代到90年代表现最为明显，而在90年代至今有逐渐升高的趋势；1977和1985 年分别是高原低压经、纬度位置指数的气候突变点；经度指数有着3-4 年、8 年和18 年的周期震荡，纬度指数则有着4 年、10 年和15-16 年的周期震荡。

最后运用相关分析和合成分析讨论其与我国夏季降水的关系：经、纬度指数与高原东南部边缘到华南一线的降水呈显著负相关关系，而与高原东部及其高原以北地区的降水呈显著正相关关系，相应的环流变化也与降水具有较好的配置关系。

关键词：青藏高原 热低压 位置指数 降水The variation of the location index of the Summer Seasonlow over the Tibetan Plateau and its relationship to theprecipitation in ChinaXIE Qingxia, FAN Guangzhou*, ZHOU Dingwen（Atmospheric science college in Chengdu University of Information Technology, Center for Plateau Atmospheric and Environmental Research, Chengdu 610225）Abstract Based on NCEP/ NCAR monthly reanalysis data for 1966-2009 and precipitation data from 1966 to 2007 of 596 stations in China, defined the location index of the Summer Tibetan Plateau, Using the wavelet analysis, correlation and composition analysis, the interannual and interdecadal variability of the location index in summer on the Tibetan Plateau and its relationship to the precipitation in China are examined. The results reveal that: in general, the location indexes in summer on the Tibetan Plateau shows a decreasing trend since 1966. Mutation analysis shows that there were pronounced weakening mutation in 1976 and 1985; Wavelet analysis indicates that the lon index have the cycles of 3-4a, 8a and 18a, the lat index have the cycles of 4a,10a and 15-16a. There is obvious negative correlation between the location indexes and precipitation from the edge of the southeast Tibetan Plateau to Southern of china，but positive correlation the east of Tibetan Plateau and Plateau area north.Key words: Tibetan Plateau, heat low, the location indexes, precipitation本文未发表资助项目：1、国家自然科学基金项目：“我国物候变化特征及其对气候变化的响应”（编号：40875053）2、国家科技支撑计划项目“持续性异常气象事件预测业务技术研究（课题编号：2009BAC51B03）”3、行业专项：“多时间尺度干旱监测与预警、评估技术研究（编号：GYHY201006023）”作者简介：谢清霞，女，汉，四川，硕士研究生，主要从事气候变化及其数值模拟研究。

青藏高原大气热源和冬春积雪与中国东部降水的年代际变化关系朱玉祥1,2,3　丁一汇4　徐怀刚31中国气象科学研究院,北京,1000812南京信息工程大学,江苏,南京,2100443中国气象局培训中心,北京,1000814国家气候中心,北京,100081摘 要 利用NCEP1950—2004年逐日再分析资料,采用倒算法,对青藏高原大气热源的长期变化进行了计算,结果发现,青藏高原及附近地区上空大气春夏季热源在过去50年里,尤其是最近20年,表现为持续减弱的趋势。

而1960—2004年青藏高原50站的冬春雪深却出现了增加,尤其是春季雪深在1977年出现了由少到多的突变。

用SV D方法对高原积雪和高原大气热源关系的分析表明,二者存在非常显著的反相关关系,即高原冬春积雪偏多,高原大气春夏季热源偏弱。

高原大气春夏季热源和中国160站降水的SV D分析表明,高原大气春夏季热源和夏季长江中下游降水呈反相关,与华南和华北降水呈正相关;而高原冬春积雪和中国160站降水的SV D分析显示,高原冬春积雪和夏季长江流域降水呈显著正相关,与华南和华北降水呈反相关。

在年代际尺度上,青藏高原大气热源和冬春积雪与中国东部降水型的年代际变化(南涝北旱)有很好的相关。

最后讨论了青藏高原大气热源影响中国东部降水的机制。

青藏高原春夏季热源减弱,使得海陆热力差异减小,致使东亚夏季风强度减弱,输送到华北的水汽减少,而到达长江流域的水汽却增加;同时,高原热源减弱,使得副热带高压偏西,夏季雨带在长江流域维持更长时间。

导致近20年来长江流域降水偏多,华北偏少,形成“南涝北旱”雨型。

高原冬春积雪的增加,降低了地表温度,减弱了地面热源,并进而使得青藏高原及附近地区大气热源减弱。

关键词:高原热源,季风,高原积雪,南涝北旱。

1　引　言现有研究表明,中国东部最近20年的降水分布主要表现为“南涝北旱”,即长江流域降水偏多,而华北降水偏少。

对于形成这种降水分布的原因,有一些研究归因于人为因子。

青藏高原的动力作用及其对中国天气气候的影响青藏高原的动力作用及其对中国天气气候的影响青藏高原作为世界上最大的高原，位于中国西南地区，拥有广阔的面积和宏伟的地理地貌。

它不仅是地理学家心中的宝贵研究对象，也对中国的天气气候产生着重要的影响。

本文将介绍青藏高原的动力作用，并探讨其对中国天气气候的影响。

一、青藏高原的地理特征青藏高原位于亚洲大陆板块西南部，包括中国的青海、西藏、四川西部和云南北部等地，总面积约为250万平方公里。

这片高原海拔较高，平均海拔在4000米以上，最高峰为珠穆朗玛峰，海拔达8844.43米。

高原上覆盖着大片的冰川、草原和沙漠，拥有丰富的自然资源和生物多样性。

青藏高原地处于亚洲大陆的脊背上，北侧与亚洲大陆的中部相连，南侧是喜马拉雅山脉。

这个地理位置使得青藏高原成为气候系统之间的重要过渡区域，各种气候要素都在这里交汇和变化。

二、青藏高原的大气环流与动力作用青藏高原的地势复杂，大气环流在这里经历了多次运动和变化，形成了特有的动力作用。

1. 热力作用青藏高原是一个巨大的热源，周边地区的空气经受高原的加热，形成热力冲击。

白天，高原的地表温度较高，会产生暖气流上升，引发地面低压。

这种低压将周边地区的空气吸引过来，形成盆地和山谷的地方性气流。

2. 山地-低地风系统青藏高原作为亚洲大陆内陆的高原，其特殊地理地貌也决定了山地-低地风系统在此形成。

冬季和夏季，高原与低地之间会形成强烈的温度对比，而温度梯度则是强风形成的关键。

从而形成青藏高原之上的湍流对流，携带大量水汽和能量，对中国的气候产生深远影响。

3. 强大的地形抬升和风力青藏高原地势陡峭，沟壑纵横，拥有丰富的地形起伏。

这种地形特征有助于气流随地势线上升，形成垂直环流，增加降水的可能性。

同时，高原地区风速较大，在于地形因素有关，地形的起伏使得地表气流有明显的倾斜，产生较大的风力。

青藏高原的强风还可以输送水汽和能量，对气候变化产生重要影响。

三、青藏高原对中国天气气候的影响青藏高原作为中国西南地区的中心，对中国的天气气候有着重要的影响。

青藏高原对我国季风气候的影响青藏高原，位于中国西南部，是世界上海拔最高的高原，平均海拔在4000米以上，被誉为“世界屋脊”。

青藏高原对我国季风气候的影响深远，本文主要从热力作用、动力作用、屏障作用三个方面进行阐述。

一、热力作用青藏高原作为地球上最大的高原，具有极高的海拔高度和广阔的面积。

由于其海拔高，空气稀薄，太阳辐射强烈，因此青藏高原成为了一个巨大的热源。

在夏季，青藏高原表面的温度较高，加热了周围的空气，使得高原上空的空气产生上升运动。

这种上升运动使得水汽在高空凝结成云，进而形成降水。

因此，青藏高原的热力作用对于我国夏季风的产生和降水分布具有重要的影响。

二、动力作用青藏高原的动力作用主要体现在对大气环流的影响。

高原的存在使得大气的流动受到阻碍，产生绕流现象。

在冬季，北方冷空气南下时，受到青藏高原的阻挡，使得冷空气在高原东侧堆积，形成高压区。

而高原南侧则成为低压区，促使了冬季风的产生。

夏季时，青藏高原的热力作用使得高原上空产生低压区，吸引印度洋的暖湿气流进入我国，为我国东部地区带来丰富的降水。

因此，青藏高原的动力作用对于我国季风气候的形成和演变具有重要影响。

三、屏障作用青藏高原的屏障作用主要体现在对西风的阻挡。

西风带是全球大气环流的重要组成部分，在冬季时西风带南移，夏季时北移。

青藏高原的存在使得西风带在南北方向上产生了分支，形成了南北两支西风。

南支西风绕过青藏高原南侧向东流动，北支西风则在高原北侧向东流动。

这种分支现象使得西风带的能量在高原南北两侧重新分配，对于我国季风气候的形成和演变产生影响。

此外，青藏高原的屏障作用还表现在对冷空气南下的阻挡上。

冬季时，北方冷空气南下受到高原的阻挡，使得冷空气在高原东侧堆积，形成高压区。

这种现象对于我国冬季风的产生和分布具有重要影响。

四、气候效应青藏高原的存在不仅对我国季风气候的产生和演变产生影响，还对周边地区的气候产生了深远的影响。

青藏高原的气候效应主要表现在以下几个方面：1.干旱效应：青藏高原的存在使得西风带产生了分支现象，南北两支西风在高原南北两侧向东流动。

气候特点；一、、、、大气干洁大气干洁大气干洁大气干洁、、、、太阳辐射强太阳辐射强太阳辐射强太阳辐射强青藏高原海拔高，空气稀薄干洁，太阳辐射通过的大气路程较短，所以太阳辐射被削弱的少，太阳总辐射量高居全国之冠，年总量在5000-8000MJ／m2。

较同纬度东部地区大2000-3000MJ／m2。

年总辐射量的分布趋势自东南向西北增多，藏东南地区小于5000MJ ／m2，为低值区，藏北高原、阿里地区、柴达木盆地的年总辐射量可达7000-8000MJ／m2，为高值区。

太阳总辐射力入射到水平地面的太阳直接辐射和散射辐射之和。

青藏高原直接辐射年总量在3000一6000MJ/m2之间，与同纬度平原地区相比较高出2000-3000MJ ／m2其在高原分布趋势与年总辐射量一致，藏东南为低值区；青海的柴达木盆地、藏北高原和阿里地区为高值区。

尤为突出的是，在青藏高原多次观测1249.IW／m2、1259.5W/ m2等非常大的直接辐射强度值，这种现象在东部平原地区是绝对不会出现的，由于海拔高度的影响，高原大气干洁，水滴、气溶胶、火山尘埃等少，因此晴天条件下，散射辐射值较东部平原地区小，其年总散射辐射量1700-2900MJ／m2。

散射辐射量的分布形式不同于年总辐射量和直接辐射量，这主要是因为散射辐射量大小除取决于纬度、高度外，与大气干洁状况、云量的多少等有关，所以散射辐射量的高值区出现在戈壁荒漠多风沙的柴达木盆地和阴云天较多的那曲、玉树，而低值区出现在海拔高、干燥少雨的阿里地区和藏北高原。

众所周知，太阳辐射对气候以及作物生长和产量都有重要影响。

太阳辐射主要包括紫外辐射、可见光和红外辐射三个波段。

概括起来说，达到植物表面的红外辐射的能量约占太阳辐射总量的一半，其中仅有约0．5-1．0％用于光合作用。

紫外辐射在总辐射中所占比例很小，但对植物的形状、颜色与品质的优劣起着重要作用。

尽管目前高原农耕措施和管理水平都很低，但冬小麦和青棵的单产能创全国最高纪录，可能与高原的橙红光、紫蓝光的辐射通量的百分比和辐射强度都高于其它地区有关。

论述青藏高原隆起对中国气候的影响青藏高原是世界上最大的高原，也是中国的重要地理特征之一。

它的隆起对中国的气候产生了深远的影响。

本文将从以下几个方面进行论述。

一、青藏高原隆起对中国气候的影响青藏高原的隆起对中国气候的影响主要表现在以下几个方面：1.影响大气环流青藏高原的隆起使得大气环流发生了变化。

高原上空的气压较低，周围地区的气压较高，形成了一个气压梯度。

这个气压梯度会引起大气环流的变化，使得季风气候更加明显。

同时，高原上的冷空气也会向周围地区流动，影响了气温和降水。

2.影响降水青藏高原的隆起对中国的降水产生了重要影响。

高原上的气流会受到地形的影响，形成了一些气流的上升和下沉。

这些气流的上升会形成云层，从而促进了降水的形成。

同时，高原上的冷空气也会影响到周围地区的降水。

3.影响气温青藏高原的隆起对中国的气温也产生了影响。

高原上的气温较低，周围地区的气温较高，形成了一个温度梯度。

这个温度梯度会引起大气环流的变化，从而影响到周围地区的气温。

二、青藏高原隆起对中国气候的意义青藏高原的隆起对中国气候的影响是多方面的，它对中国的经济、社会和生态环境都产生了深远的影响。

1.促进了农业生产青藏高原的隆起对中国的农业生产产生了积极的影响。

高原上的气候条件适宜牧业和畜牧业的发展，同时也适宜一些特殊的农作物的种植。

这些都为中国的农业生产提供了重要的支撑。

2.影响了水资源的分配青藏高原的隆起对中国的水资源分配产生了影响。

高原上的降水会形成一些河流和湖泊，这些水资源对周围地区的经济和社会发展都产生了重要的影响。

同时，高原上的冰川也是中国重要的水资源之一。

3.影响了生态环境青藏高原的隆起对中国的生态环境产生了影响。

高原上的生态环境独特，有很多珍稀的动植物资源。

同时，高原上的冰川也是全球生态环境的重要组成部分。

因此，保护青藏高原的生态环境对于中国和全球都具有重要的意义。

三、结论青藏高原的隆起对中国的气候产生了深远的影响，它对中国的经济、社会和生态环境都产生了重要的影响。

青藏高原近30年气候变化趋势一、本文概述青藏高原，被誉为“世界屋脊”，是中国乃至全球气候变化的敏感区和影响区。

其独特的高原气候类型和地理位置，使其在全球气候变化的大背景下显得尤为重要。

近30年来，随着全球气候变暖的加剧，青藏高原的气候也发生了一系列显著的变化。

本文旨在通过对近30年青藏高原气候变化趋势的深入分析和研究，揭示其气候变化的规律、特点及其可能的影响，以期为全球气候变化研究和应对提供有价值的参考。

我们将对近30年来青藏高原的气温、降水、风速等主要气候要素进行详细的统计分析，以揭示其变化趋势和规律。

结合高原地区的生态、环境和社会经济发展状况，评估气候变化对高原生态系统、水资源、农业、牧业等方面的影响。

在此基础上，探讨应对气候变化的策略和建议，为青藏高原的可持续发展提供科学依据。

通过本文的研究，我们期望能够更加深入地了解青藏高原的气候变化特点，为全球气候变化研究和应对提供有益的借鉴和参考。

也为青藏高原的生态保护和可持续发展提供科学支撑和决策依据。

二、青藏高原气候概况青藏高原，被誉为“世界屋脊”，其地理位置和地形地貌的特殊性使其拥有独特的气候特征。

青藏高原位于中国西南部，平均海拔超过4000米，是世界上最高、最大、最年轻的高原。

由于其高海拔和独特的地理位置，青藏高原的气候呈现出明显的垂直变化和地域差异。

总体而言，青藏高原气候属于高原山地气候，具有低氧、低温、低压、高辐射、强日照和降水少等特点。

受季风和高原大地形的影响，青藏高原的气候又表现出复杂多变的特性。

高原上四季不分明，冬季漫长而寒冷，夏季短暂而凉爽。

降水主要集中在夏季，冬季降水稀少，形成了明显的干湿季节。

近年来，随着全球气候变暖的影响，青藏高原的气候也发生了一系列变化。

气温逐渐升高，冰川消融加速，冻土退化，降水模式发生改变等。

这些气候变化不仅对青藏高原本身的生态环境产生了深远影响，也对周边地区乃至全球气候系统产生了重要影响。

青藏高原的气候变化趋势及其生态环境效应已经成为全球气候研究领域的热点和重点。

王天竺, 赵勇. 2021. 夏季青藏高原和热带印度洋热力异常对塔里木盆地夏季降水的影响[J]. 气候与环境研究, 26(3): 275−288.　WANG Tianzhu, ZHAO Yong. 2021. Influences of Summer Thermal Anomalies over the Tibetan Plateau and the Tropical Indian Ocean on Summer Rainfall in the Tarim Basin [J]. Climatic and Environmental Research (in Chinese), 26 (3): 275−288. doi:10.3878/j.issn.1006-9585.2021.20092夏季青藏高原和热带印度洋热力异常对塔里木盆地夏季降水的影响王天竺 赵勇成都信息工程大学大气科学学院，成都 610225摘　要　基于1979～2017年欧洲中期天气预报中心（ECMWF ）全球大气数值预报再分析资料ERA-Interim 提供的地表潜热及大气环流再分析资料和英国Hadley 气候预测和研究中心提供的全球逐月海表温度格点资料以及新疆气象信息中心提供的塔里木盆地26个站逐月降水资料，研究了夏季青藏高原和热带印度洋热力异常对塔里木盆地夏季降水的影响。

结果表明：高原北部潜热偏强（弱）和热带印度洋海温偏暖（冷）时，200 hPa 纬向风表现为“北负（正）南正（负）”的特征，中亚和贝加尔湖上空分别为异常气旋（反气旋）和异常反气旋（气旋），在二者共同作用下，塔里木盆地上空盛行偏南（北）风，印度半岛上空为异常反气旋（气旋），有利（不利）于将低纬度水汽向北输送，配合中亚上空的异常气旋（反气旋），有利（不利）于水汽进入新疆地区，对应塔里木盆地夏季降水偏多（少）。

同时发现塔里木盆地夏季降水与中亚对流层中高层的温度异常（MUTTI ）表现为显著的负相关关系，同时MUTTI 与高原潜热和印度洋海温的负相关关系显著，夏季高原潜热偏强（弱）时，高原季风偏强（弱），印度洋海温偏暖（冷），南亚季风偏弱（强），在二者共同作用下中亚对流层关键区中高层温度偏低（高），其通过影响200 hPa 纬向风、500 hPa 环流和整层水汽输送进一步影响塔里木盆地夏季降水。

青藏高原冬春积雪对我国夏季降水分布的影响研究青藏高原冬春积雪对我国夏季降水分布的影响研究引言：青藏高原作为全球第三大冰雪储量区，拥有重要的水资源，对我国的夏季降水分布具有重要影响。

然而，在气候变化背景下，青藏高原冬春季积雪状况呈现出明显变化，引发了对其对我国夏季降水分布的影响的研究兴趣。

本文将综述近年来有关青藏高原冬春季积雪和夏季降水分布的相关研究，并探讨其相互关系及潜在机制。

一、青藏高原冬春季积雪状况的变化1.1 历史变化趋势青藏高原冬春季积雪状况的变化受多种因素的影响，包括大气环流、温度变化和降水等。

近年来，青藏高原冬季积雪面积呈现出减少的趋势，而春季积雪持续时间也有所缩短。

1.2 气候变化的影响气候变化引起的温暖化趋势是青藏高原冬春季积雪减少的主要原因之一。

温暖的气候条件导致降雪转为降雨，加速了积雪的融化速度。

此外，气候变化还会对大气环流格局产生影响，进一步影响着青藏高原的降雪形成和分布。

二、夏季降水分布的特点及影响因素2.1 夏季降水分布的特点我国夏季降水分布具有明显的地域差异特点。

在青藏高原周边地区，夏季降水量丰富，是重要的水源地；而西北和华北地区夏季降水较少，旱情严重。

2.2 影响因素夏季降水的形成受到多种因素的综合影响，包括大气环流、地形地貌、热力状况等。

其中，大气环流扮演着重要的角色，例如青藏高原季节性高压的形成和影响。

三、青藏高原冬春季积雪与夏季降水分布的相互关系3.1 青藏高原积雪对夏季降水的间接影响青藏高原冬春季积雪的变化会对大气环流格局产生影响，从而对夏季降水产生间接作用。

若冬季积雪减少，高原地表温暖，会引起大气层的稳定，导致夏季降水的下降。

3.2 青藏高原积雪对夏季降水的直接影响青藏高原冬春季积雪对夏季降水的分布也有直接影响。

积雪的融化通常会导致高原地表的湿润，增加蒸发水量，从而对降水产生正反馈。

同时，积雪的融化也会导致大气层中的热力变化，改变大气环流格局，进一步影响夏季降水的形成和分布。

青藏高原的动力作用及其对中国天气气候的影响青藏高原的动力作用及其对中国天气气候的影响青藏高原是全球的第三大高原，也是世界上海拔最高的高原。

由于其特殊的地理位置和地貌形态，青藏高原对于中国的天气气候产生了重要的影响。

本文将探讨青藏高原的动力作用以及其对中国天气气候的影响。

一、青藏高原的动力作用1. 气候屏障作用青藏高原从南向北延伸，阻挡了来自印度洋的暖湿气流向北进入中国内陆。

这种气候屏障的存在使青藏高原成为中国气候分区的重要界线。

如南方的亚热带湿润气候和北方的温带季风气候就是在青藏高原的影响下形成的。

2. 雨山效应青藏高原在夏季吸收了大量的太阳辐射能量，使得地表温度升高，形成了热带季风气候的雨季。

当暖湿气流从印度洋吹来时，在高原的南侧山脉上升，形成了垂直上升气流，携带水汽经过冷却凝结成云和降水，为青藏高原和周边地区补给了水源。

3. 高原低压带青藏高原由于地势高耸，在夏季形成了一个巨大的高原低气压系统。

这个低压带对于周围大气的运动起到了引导作用，使得东南风在高原东南部转向、形成雨季，而挟带着的西南气流则会在高原的西北部下沉，形成干旱的地区。

二、青藏高原对中国天气气候的影响1. 降水分布青藏高原在全年的降水分布中起到了调节作用。

冬季，青藏高原的西北部形成一个强大的高压系统，阻挡了西北的干冷风流，使得青藏高原及其东北部有较丰富的降水。

而夏季，由于高原的升腾运动和雨山效应的作用，使得高原的南侧山脉和东南部有较多的降水，形成雨季。

2. 温度分布青藏高原的存在使得中国的气温分布不均匀。

高原上空常年存在一个低气压系统，使得高原东南部和南部具有较高的温度。

而高原的西北部由于受到西北干冷风流的影响，温度较低。

此外，青藏高原的加热还会对青藏高原周边的大气压力系统产生影响，进一步改变了中国的温度分布。

3. 风向和风速青藏高原对于中国的风向和风速也产生了重要的影响。

由于青藏高原的存在，中国大气的水平运动会受到阻碍，造成了气流垂直上升和下沉的变化。

中国科学 D 辑:地球科学 2009年 第39卷 第11期: 1473 ~ 1486 《中国科学》杂志社SCIENCE IN CHINA PRESS青藏高原热力作用对北半球气候影响的研究周秀骥①, 赵平②*, 陈军明①, 陈隆勋①, 李维亮①① 中国气象科学研究院, 北京 100081; ② 国家气象信息中心, 北京 100081 * 联系人, E-mail: zhaop@收稿日期: 2009-06-01; 接受日期: 2009-07-21国家自然基金项目(批准号: 40890052, 40890053)、国家重点基础研究发展计划(编号: 2009CB421404)和财政部/科技部公益类行业专项(编号: GYHY200706005)资助摘要 总结了近年来关于青藏高原热力作用的气候特征及其对北半球区域气候影响的研究成果, 主要包括: 青藏高原热力作用不仅对亚洲季风和降水变率有着重要影响, 而且还通过激发类似于亚洲-太平洋涛动的大尺度遥相关, 影响着北美和欧洲以及南印度洋的大气环流和气候. 青藏高原气候不是被动的受热带太平洋海温影响, 它也可以通过北太平洋大气环流调制着太平洋热带和中纬度海-气相互作用. 春、夏季青藏高原加热异常通过影响北太平洋副热带高压、哈德莱(Hadley)环流和赤道辐合带(ITCZ), 调制着热带ENSO 发展, 因此研究从青藏高原气候异常来预测ENSO 发展的方法是必要的. 这体现了北半球海-陆-气相互作用的本质. 由于过去的研究更多地集中在青藏高原对亚洲季风区气候的影响方面, 因而加强研究青藏高原在北半球乃至全球气候变化中的作用十分必要.关键词青藏高原热力作用 亚洲季风 北半球气候 太平洋海气相互作用青藏高原东西长二千多公里, 南北宽一千多公里, 平均海拔高度约4000 m, 约占对流层的三分之一. 由于青藏高原加热直接作用于对流层中层大气, 与周围的大气形成了强的热力对比, 因此半个世纪以来, 青藏高原大地形的热力和动力作用对大气环流和气候的影响一直受到国内外气象学家的广泛关注. 早在20世纪50年代, Flohn [1]研究了青藏高原抬高加热与东亚地区大尺度环流系统变化和印度次大陆季风爆发的关系. 到20世纪80年代初, Ye 等[2,3]分析了青藏高原地形动力和热力作用对大气环流平均状况的影响. 后来, 高原夏季热源与大气环流和季风的关系得到进一步研究[4,5]. 进入20世纪90年代, 青藏高原气候学研究主要集中在高原热状况季节变化对季风爆发时间和地点的影响方面[6~8].20世纪90年代后期, 人们开始关注青藏高原热源年际变率的影响[9,10]. 赵平和陈隆勋[11~15]研究了35年青藏高原热状况气候特征及年际和年代际变率, 并分析了冬、夏季高原热状况年际异常与大气环流、亚洲季风降水和太平洋热带海-气相互作用的关系. 以后, Duan 等[16]和刘新等[17]进一步研究了夏季青藏高原加热年际变率对亚洲季风区气候和北半球大气环流的影响, 最近Wang 等[18]研究了夏季青藏高原表面温度变暖对东亚降水的影响. 此外, 一些学者用青藏高原的积雪和植被作为热状况代用指标研究了它们的年际和年代际变率对北半球大气环流、东亚季风降水的影响[19~22].周秀骥等: 青藏高原热力作用对北半球气候影响的研究关于青藏高原对夏季亚洲季风气候影响的较早研究成果已经概括在文献[23]中, 因此本文重点总结近年来我们研究组关于青藏高原抬升热源年际和年代际变率及其对亚洲季风、北半球和南印度洋气候及太平洋海-气相互作用影响的新成果.1青藏高原热状况气候特征由于表面积雪和植被直接影响着地表和大气顶对太阳辐射的反射率大小, 改变着地面和大气的加热状况, 因此有必要了解青藏高原积雪、植被及反射率的气候特征. 平均而言, 青藏高原地区积雪积累期主要在10~12月, 消融期主要在4~6月, 比北半球其他地区的积雪消融期(一般在3~5月)晚一个月左右[24]. 随着高原积雪逐渐消融, 植被覆盖从4月开始增加, 6~7月增加最快, 8月达到最大; 在青藏高原冷季, 当植被覆盖多时, 地面感热偏强、上空温度偏高, 这说明植被覆盖率高对大气起加热作用[22]; 而在高原暖季, 植被对大气起冷却作用. 青藏高原地表反射率在1~2月最大(0.29), 3月份减小到0.24, 夏季(没有特别说明, 夏季指6~8月)为0.17左右, 10~12月增加明显(图1); 与地表反射率不同, 高原大气顶的行星反射率季节变化比较小, 在0.34~0.39之间变化[11].相应于青藏高原下垫面状况显著的季节变化, 当地热状况也有明显的季节差异. 在地面感热加热影响下, 高原西南部地面加热(包括地面的感热、蒸发潜热和有效辐射)在2~5月明显增加, 形成整个高原地区的主要加热区, 3月份高原北部地面加热也加强, 成为高原地区另一个加热区, 它们两个一直维持到9月份; 入夏以后, 高原西部加热中心向更偏西的位置移动[12]. 平均而言, 高原地面加热在5~6月最大, 在12~1月最小, 并且西部大于东部, 南部大于北部; 全年高原地面向大气输送152 W·m−2的热量. 与地面加热一致, 高原西部的大气热量源汇(Q1)正值比东部出现早, 在2~5月期间西南部Q1明显比东部大, 而在6~9月期间东部则大于西部[14]. 高原大气在4~9月期间为热源, 热源最强在6~7月, 为75 W·m−2左右; 其他月份为冷源, 冷源最强在12月份, 为−72 W·m−2(图2). 春季地面感热是大气从冷源变为热源的主要贡献者, 夏季凝结潜热大幅度增加, 成为与感热同样重要的加热因子. 因此, 青藏高原对大气的加热作用主要表现在春季和夏季.青藏高原大气热状况有明显的年际和年代际变率[14]. 冬季, Q1在20世纪60~70年代中期呈现出下降趋势, 并在1977年到达最小, 从1978年到1983年明显上升, 在1983年达到极大值, 之后以年际振荡为主; 夏季, 高原Q1从1961到1977年也呈现出下降趋图1 1961~1990年青藏高原区域月平均地表反射率(实线)和行星反射率(虚线)的气候特征[11] 1474中国科学 D 辑: 地球科学 2009年 第39卷 第11期图2 1961~1990年青藏高原区域Q 1(黑色)、地面感热(红色)、大气降水潜热(绿色)和大气净辐射加热(蓝色)月平均值的气候特征(单位: W ·m −2)[14]势, 在1977年达到最小, 此后表现出更明显的年际变率. 在1962, 1974, 1980, 1984, 1987和1993年夏季Q 1较大, 为强热源年, 而在1967, 1972, 1975, 1977和1978年Q 1较小, 为弱热源年. 就年平均而言, 在20世纪60年代, Q 1呈现出下降趋势, 从70年代后期到80年代初表现为上升, 最明显的年代际变率出现在1977年前后.2 青藏高原加热对大气环流影响的基本物理模型从前面的分析可以看出, 从冬到夏青藏高原大气热源逐渐加强, 在夏季达到最强, 起着巨大的热源作用, 其直接结果是造成了当地强烈的上升气流, 在对流层上层形成庞大的南亚高压, 而在高原及其邻近地区的低层为低压系统(中心在东亚和南亚). 图3(a)给出了1958~2001年ECWMF 再分析资料的夏季纬向垂直环流气候平均沿15°~50°N 的东西向剖面. 可以看到: 在纬向上, 青藏高原上升气流的一支在对流层里向东流到东太平洋下沉, 其中一部分与北美的较弱上升气流汇合后继续向东流并在大西洋东部下沉; 而高原上升气流的另一支进入平流层低层并向西流到欧洲上空下沉. 这样就在北半球对流层中形成了一个庞大的顺时针垂直环流(即北半球中纬度纬向环流), 它的两个中心分别在东太平洋和大西洋对流层低层. 同时在对流层上层-平流层低层形成一个逆时针垂直环流, 其中心在高原上空[25](图3(a)). 该纬向环流的亚洲-太平洋部分已被Ye [2]注意到. 这表明, 在北半球中纬度地区存在着类似于热带太平洋澳克环流的大尺度纬向环流, 并且其水平尺度比澳克环流的还大.在经向上, 一个大尺度的逆时针垂直环流出现在青藏高原与南印度洋中纬度之间, 其中心在南半球热带的低层, 这里称为青藏高原-南印度洋经向环流. 其深厚的上升运动仍然位于青藏高原及附近地区, 下沉运动主要在南半球中、低纬度(图3(b)). 该经向环流也已被注意到[2]. 类似的经向环流也出现在中国东部大陆与其南侧的热带海洋之间, 其上升运动最强在20°N 以南(图3(c)). 由于我国东部位于该垂直上升运动区的北缘, 低层的垂直运动较弱, 因此我国东部降水可能与图3(a)所示纬向环流的关系比与东亚经向环流的关系更紧密. 此外, 这些经向环流削弱了季风区的Hadley 环流.为了维持上述纬向和经向垂直环流, 受青藏高原抬升加热影响的上升运动区空气质量变化会导致下沉运动区的空气质量异常, 从而引起北半球中纬度和南印度洋大气环流和气候的异常. 此外, 在图3(a)中, 青藏高原上空对流层-平流层之间的垂直运动比其他经度的强, 说明该地区是对流层与平流层大气交换的一个重要通道.1475周秀骥等: 青藏高原热力作用对北半球气候影响的研究图3(a) 1958~2001年ECMWF再分析资料的夏季沿15°~50°N 纬向垂直环流气候平均[25]; (b) 与(a)一致, 但是针对沿90°E的经向垂直环流气候平均; (c) 与(a)一致, 但是针对沿115°E的经向垂直环流气候平均1476中国科学D辑: 地球科学 2009年第39卷第11期3青藏高原加热对大气环流和降水的影响(1) 对亚洲季风和降水的影响. 亚洲夏季风发生在东亚和南亚地区, 其中东亚季风包括发生在南海-西太平洋的热带季风及在东亚大陆-日本的副热带季风[26]. 由于这些季风区处于青藏高原及邻近地区的低层季风槽与上层的南亚高压区域内, 上升运动强烈(图3), 因此青藏高原加热异常变化对东亚和南亚季风降水有重要影响.当夏季高原大气热源偏强时, 在500 hPa上(图4(a)), 从青藏高原到东亚中纬度为一个大范围的气旋性异常环流, 印度南部地区也为异常气旋性环流(对应着偏强的南亚季风槽), 从青藏高原南侧到我国南方以异常西南气流为主. 此时, 我国南方的低层也以异常西南气流为主, 并且伴随着低层异常偏北风出现在长江以北, 从而加强了长江流域的低层辐合[15]. 总体上, 在青藏高原大气热源偏强的情况下, 东亚和南亚季风区对流偏强(图5(a)), 从四川到长江三角洲的较大范围降水偏多(图5(b))[14,15]. 类似地,当冬图4(a) 在夏季青藏高原大气热源强年(1962, 1974, 1980, 1984, 1987, 1993)和弱年(1967, 1972, 1975, 1977, 1978, 1986)[15]合成的同期500 hPa流场差值; (b) 在冬季青藏高原冷源弱年(1961, 1963, 1981, 1982, 1985, 1988)和强年(1965, 1966, 1968, 1969, 1970, 1976)合成的同期500 hPa流场差值. C和A分别指示异常气旋和反气旋环流中心1477周秀骥等: 青藏高原热力作用对北半球气候影响的研究图5(a) 1975~1994年夏季青藏高原热源与同期大气向外长波辐射(ORL, 指示着对流活动强度)的相关(×0.01)[15]; (b) 与图4(a)相同, 只是针对合成的夏季降水差值(×100 mm). 阴影区通过95%置信度检验季青藏高原大气偏暖时, 一个气旋性异常环流覆盖了从青藏高原到我国东南沿海地区(图4(b)), 这说明即使冬季高原大气是冷源, 但其冷源强度变化也影响着高原及其附近上空的大气环流. 此时, 一个异常反气旋环流出现在高原北侧(图4(b)), 反映了冬季东亚长波槽位置比平均状况偏东, 指示着东亚中纬度偏弱的冬季风[15]. 冬季的这种异常大气环流型也指示着在东亚大陆高、低纬度大气环流之间存在着反位相变化关系.在20世纪后半叶全球增暖背景下, 青藏高原冬春季积雪呈现出增加趋势[24], 可以引起夏季青藏高原上空对流层温度降低[21], 东亚与其周边海域的大气热力差异减弱, 夏季东亚低层的低压减弱, 西太平洋副热带高压位置偏南. 此时, 我国东部西南风强度1478中国科学D辑: 地球科学 2009年第39卷第11期减弱, 东部强降水带没有表现出明显的从华南向华北移动的特征, 而主要停滞在南方, 北方降水减少, 从而导致东部地区出现南涝北旱[27,28].(2) 对北半球大气遥相关的影响. 图3(a)所示的纬向垂直环流说明在青藏高原与东太平洋大气环流之间存在着密切联系, 而亚洲-太平洋涛动(Asian-Pacific Oscillation, APO)就是其中的一个大尺度遥相关现象[29]. APO是指在年际和年代际尺度上亚洲与太平洋中纬度对流层温度之间的一种“跷跷板”现象, 即当亚洲大陆对流层偏冷(暖)时, 中、东太平洋对流层偏暖(冷)(图6(a))[29], 这种遥相关现象也出现在气压场上[30]. 此外, APO还指示着在东、西半球之间一个更大尺度的遥相关, 表现出纬向1波的特征, 即当东半球对流层温度偏高时, 西半球对流层温度偏低(图6(a)). APO的强度变化实际上指示着欧亚大陆与其两侧海洋(太平洋和大西洋)热力差的异常, 也反映了东亚季风区东西向和南北向海陆热力差异的异常[25]. 当APO强度异常时, 亚洲与太平洋区域一些主要大气环流系统和降水(如, 南亚高压、亚洲低层低压、北太平洋副热带高压、北半球中纬度西风急流和热带东风急流、亚洲季风降水以及西北太平洋热带气旋)都表现出明显差异[[25,29,31].以前的研究表明, 春、夏季青藏高原抬升加热异常可以激发出APO遥相关型[25,32]. 我们采用美国大气研究中心的一个海气耦合模式(CCSM3)进行改变青藏高原地形高度的模拟试验, 并且设计了两个试验(方案A和B). 其中: 方案A采用原始的CCSM3模式和所用的数据, 方案B(降低青藏高原地形高度)是在方案A中, 把青藏高原地区3000 m以上地形海拔高度降低1/2. 对每个方案, 模式被积分100年, 取模拟的全球平均表面温度达到平衡后的最后50年进行分析. 试验结果显示随着青藏高原地形抬升, 扰动温度正异常出现在欧亚大陆上空对流层里, 这里扰动温度定义为温度与其纬向平均的差值. 这一结果说明当青藏高原地区的地形高度增加时, 高原抬升加热对欧亚大陆对流层起增温作用(图6(b)),同时在中、东太图6(a) 1958~2001年夏季500~200 hPa平均扰动温度的自然正交分解第一模态(×0.01, 阴影区大于0)[25]; (b) 方案A与B模拟的夏季扰动温度差值(单位: ℃; 方案A减B)沿30°N剖面, 浅阴影区超过95%统计置信度1479周秀骥等: 青藏高原热力作用对北半球气候影响的研究平洋到大西洋的大范围区域内对流层中、上层温度下降. 这些模拟特征与观测的APO 特征非常相似[25,29], 说明夏季降低青藏高原地形高度的动力和热力影响更大程度上是与青藏高原的热力影响一致的.(3) 对北美和欧洲大气环流和降水的影响. 夏季青藏高原抬升加热年际变率可以通过影响大尺度遥相关, 进一步对北半球更大范围的气候产生影响.根据大气静力平衡方程, 相应于图6(b)中的西半球对流层温度降低, 西半球低层出现异常高压. 图7(a)给出了方案A 与B 模拟的夏季700 hPa 流场差值, 从图中看到: 总体上, 大范围的异常反气旋出现在从北美到欧洲的中纬度广大地区, 其中一个中心在北美西部, 另一个在欧洲西部. 与气候平均状况比较, 这些异常环流指示着中、东太平洋和大西洋的副热带高压图7(a) 方案A 与B 模拟的夏季700 hPa 流场差值(方案A 减B; 图中A 指示异常反气旋环流中心); (b) 与(a)相同, 只是针对模拟的夏季降水差值(×10 mm; 紫、蓝色阴影区分别为超过90%统计置信度的显著正、负异常); (c) 在夏季亚洲大陆对流层中上层扰动温度强年和弱年合成的同期降水差值(×10 mm; 紫、蓝色阴影区分别为超过90%统计置信度的显著正、负异常)1480中国科学D辑: 地球科学 2009年第39卷第11期向东扩展. 在这种环流形势下, 显著降水负异常值出现在欧洲和北美中纬度(图7(b)), 指示着这些地区降水都减少. 图7(c)进一步给出了在夏季亚洲大陆(15°~50°N, 60°~120°E) 500~200 hPa扰动温度7个最高(1953, 1961, 1962, 1967, 1971, 1984, 2000)和7个最低(1950, 1951, 1969, 1980, 1987, 1992, 1993)年份合成的夏季HadCRUT2降水差值, 其中用NCEP再分析资料计算扰动温度, 并且在合成分析时去掉了线性趋势. 从图7(c)看到, 在欧洲和北美的中纬度地区降水以显著负异常为主, 这种特征与图7(b)所示的模拟结果一致. 因此, 夏季青藏高原加热异常变化对北美和欧洲大陆中纬度降水有显著影响.(4) 对南半球大气环流的影响. 在图3(b)中, 青藏高原上升气流可以沿着青藏高原-南印度洋经向环流越过赤道进入南印度洋上空. 数值试验表明: 当增强青藏高原抬升加热时, 亚洲大陆对流层温度升高, 正温度异常从亚洲大陆向南、向上扩展到南印度洋热带和副热带地区, 使这些地区对流层温度增加, 同时在南印度洋中高纬度的对流层中低层产生负异常, 指示着温度下降(图8(a)). 模拟的特征是与再分析资料的结果基本一致(图8(b)), 只是模拟的南印度洋温度负异常的位置更偏南. 此外, 还模拟出青藏高原加热异常在南印度洋与南太平洋中高纬度形成的一个波列(图8(c)). 由此可见, 青藏高原加热异常产生的扰动可以越过赤道地区影响到南半球大气环流, 这也说明青藏高原-南印度洋经向环流可能是南北半球相互作用的一个重要“通道”.4青藏高原加热对太平洋海-气相互作用的影响过去人们更多地关注ENSO对中国气候的影响. 由于东亚季风对ENSO发展有影响[33], 而青藏高原热力作用又对东亚季风有重要影响, 因此青藏高原气候与ENSO的关系一直受到关注[13,21,32,34].研究表明, 春季青藏高原地区偏少(多)的积雪或偏多(少)的植被都可以增强(减弱)当地加热, 导致其上空温度升高(降低)[21,22]. 在APO理论框架下, 升高(降低)的高原对流层温度可以引起中、东太平洋副热带对流层降(升)温, 东太平洋副热带高压加强(减弱), 反气旋(气旋)性异常环流出现在太平洋中纬度[32]. 此外, 夏季青藏高原异常信号也可以通过以下过程影响太平洋大气环流. 当青藏高原加热偏强(弱), 南亚高压也偏强(弱), 高原上空的正(负)位势高度异常可以沿着北半球西风急流波导向两侧传播, 其中向东可以传播到东太平洋(图9(a))[21,34], 这种传播主要以10天以下的高频波和准双周振荡为主; 并且在向东传播中, 大气正(负)位势高度异常同时也从对流层上层向下扩展, 最终使得夏季北太平洋低层的副热带高压加强(减弱), 显著正(负)位势高度异常发生在太平洋中纬度地区(图9(b)).当春、夏季北太平洋副热带高压加强(减弱)时, 异常东(西)风盛行在热带太平洋地区(图10(a)), 东太平洋Hadley环流和ITCZ发生异常, 从而导致赤道中、东太平洋低层经向辐散(辐合)异常和信风加强(减弱), 改变了温跃层和海洋环流, 结果引起冷舌区上翻增强(减弱), 使赤道东太平洋海表温度(SST)降低(升高), 因而导致了在青藏高原温度与赤道东太平洋SST之间的显著负相关关系(图10(b)), 并且这种负相关可以持续到随后的秋季[32,34]. 用CCSM3海-气耦合模式证实了上述青藏高原抬升加热对太平洋副热带高压和SST的影响[32,34]. 因此从青藏高原气候异常来预测ENSO发展是可能的. 由于在图10(a)中, 热带中、东太平洋的异常西风没有来自亚洲热带季风区, 因而青藏高原加热对ENSO的调制作用没有通过热带季风过程, 而是通过亚洲-太平洋中纬度的大气环流来实现的[32].另外, 青藏高原热力作用还可以通过影响北太平洋副热带高压来调制太平洋中纬度海气相互作用. 当副热带高压加强(减弱)时, 异常反气旋性(气旋性)环流出现在太平洋中纬度, 使其北侧海表向大气输送的感热和潜热通量减少(增加), 并加强(减弱)表面纬向风应力对暖水的向北输送, 从而导致西北太平洋中纬度SST增加(减少), 而其东侧SST减少(增加)[35]. 用CCSM3海气耦合模式, 通过改变夏季高原抬升加热, 总体上模拟出了青藏高原加热异常对太平洋中纬度大气环流和SST的这种调制作用[34].5结论和讨论本文总结了近年来关于青藏高原热力状况气候特征及其对南、北半球气候影响的主要成果, 得到以1481周秀骥等: 青藏高原热力作用对北半球气候影响的研究图8(a) 方案A 与B 模拟的夏季扰动温度差值沿90°E 剖面; (b) 与图7(c)一致, 只是针对扰动温度差值沿90°E 剖面; (c) 与图(a)相同, 只是针对模拟的500 hPa 扰动温度差值(粗实线指示波列). 阴影区超过95%统计置信度, 单位: ℃下结论:(1) 受青藏高原独特下垫面状况影响, 当地加热表现出年际和年代际变率. 当夏季高原热源偏强时, 加强了与其周边的热力对比, 亚洲大陆中、低纬度的低压系统加强, 东亚和南亚季风区对流偏强, 其中长江流域降水偏多. 在冬季, 当青藏高原大气偏暖时, 其上空的气旋性异常环流也对东亚冬季风产生影响.(2) 青藏高原加热异常可以通过调整北半球中纬度纬向环流, 激发出北半球中纬度的大尺度遥相关(如APO), 并通过这种遥相关进一步对北美和欧洲1482中国科学 D 辑: 地球科学 2009年 第39卷 第11期图9(a) 在夏季南亚高压指数高和低情况下合成的150 hPa 位势高度差值(×10 m)沿中纬度西风急流轴的时间-经度剖面, 箭头指示扰动向东传播的方向; 阴影区>40 m. (b) 与(a)一致, 但是针对夏季850 hPa 位势高度差值的水平分布, 阴影区超过95%统计置信度[34]的降水产生影响. 沿着青藏高原-南印度洋经向环流, 青藏高原加热产生的异常可以越过赤道影响南半球大气环流, 因此该经向环流很可能一是南北半球相互作用的一个重要通道.(3) 在APO 理论框架下, 春、夏季青藏高原加热异常通过影响北太平洋副热带高压、中东太平洋Hadley 环流和ITCZ, 调制着热带ENSO 发展及太平洋中纬度海-气相互作用, 因此从青藏高原气候异常来预测ENSO 发展是可能的. 由于太平洋年代际涛动(PDO)是北太平洋中纬度SST 的一种重要模态[36], 因此青藏高原对北太平洋中纬度SST 的影响可能反映了青藏高原气候对PDO 的调制作用. 另一方面, 冬季ENSO 和春季北太平洋海冰的异常变化也影响着欧亚大陆降水, 并通过陆-气相互作用对后期春、夏季亚洲大气环流产生影响[34,37]. 因此, 北半球中纬度海- 陆-气相互作用过程是复杂的, 其中在某些季节海洋可以起主导作用, 而在夏季陆地(特别是青藏高原)加热可能起更重要的作用.1483周秀骥等: 青藏高原热力作用对北半球气候影响的研究图10(a) 在春季青藏高原温度指数低和高情况下合成的850 hPa 纬向风差值(m ·s −1)沿5°S~5°N 的时间-经度剖面; (b) 在1973~2007年期间春季青藏高原温度与同期SST 的相关, 阴影区超过95%统计置信度[32]由此可见, 青藏高原热力作用不仅影响着亚洲季风区气候, 而且还影响着北半球乃至全球的气候. 尽管海-陆-气相互作用被广泛认可, 但是以往的研究更多地关注热带海洋对东亚气候的影响, 而对以青藏高原为中心的亚洲大陆加热影响(特别是对海洋的调制作用)重视不够. 此外, 我们通过对青藏高原大气臭氧低值中心的研究[38], 揭示出在6~9月期间青藏高原是对流层与平流层大气交换的一个主要通道[39], 通过高原深厚上升气流, 对流层大气成分持续稳定地向平流层输送, 从而改变了平流层的臭氧等成分的浓度及对流层的辐射强迫, 这种变化很可能对北半球气候产生重要影响. 因此, 青藏高原热力作用不仅直接扰动了北半球对流层大尺度环流, 而且还可以通过对平流层过程的扰动来影响北半球气候变化.致谢 感谢审稿专家提出的宝贵意见.参考文献1 Flohn H. Large-scale aspects of the “summer monsoon ” in South and East Asian. J Meteor Soc Jpn, 1957, 36: 180—1862 Ye D Z. Some characteristics of the summer circulation over the Qinghai-Xizang (Tibet) Plateau and its neighborhood. Bull Amer Me-teorl Soc, 1981, 62(1): 14—19[doi]3Ye T C. Some aspects of the thermal influences of the Qinghai-Tibetan Plateau on the atmospheric circulation. Arch Met Geoph Biokl1484。

青藏高原气候变化趋势相关性解读青藏高原是全球最大的高原，也是世界上最大的冰川和蓄水量最多的高山湖泊聚集区，其独特的地理位置和地貌条件使其成为全球气候系统中的关键要素之一。

近年来，随着全球气候变暖的加剧，青藏高原的气候变化引起了广泛关注。

本文将对青藏高原气候变化趋势的相关性进行解读，分析其对人类社会和生态环境的影响。

首先要明确的是，青藏高原的气候系统是复杂而多变的，受到多种因素的综合影响。

其中，全球气候变暖是主要的影响因素之一。

科学家们通过对大量的观测数据进行分析和模拟研究，发现青藏高原气候变化呈现出明显的趋势性。

一方面，青藏高原的平均气温呈上升趋势。

根据气象观测数据，近几十年来，青藏高原的平均气温呈现出逐渐升高的趋势。

尤其是高寒区域，升温速度更加迅猛。

这种升温现象不仅引起了冰雪的消融，还导致了高山湖泊和河流的水位变化。

此外，升温还改变了高原的生态环境，影响了植物的分布和动物的栖息地。

另一方面，降水的分布和量级也发生了显著变化。

研究表明，青藏高原的降水模式正在发生转变，降水量和降水强度呈现出不均衡的分布特征。

例如，西藏和青海地区的降水量减少，而四川和云南地区的降水量则增加。

这种不均衡的降水分布可能导致区域水资源的供需矛盾加剧，影响农业生产和生态系统的平衡。

与此同时，青藏高原的冰川和冻土融化现象也日益加剧。

冰川是青藏高原重要的水源之一，而冻土则是该地区生态环境的重要组成部分。

然而，由于气候变暖，青藏高原的冰川和冻土融化速度加快。

这不仅导致了河水径流量的变化，还可能引发山体滑坡等自然灾害。

同时，冻土融化还释放了大量的温室气体，进一步加剧了全球气候变化。

由于青藏高原是世界上最大的高山湖泊聚集区，其湖泊的变化对于气候系统的影响不可忽视。

研究发现，近年来，青藏高原的湖泊数量和面积都在逐渐减少。

湖泊的消失不仅减少了地表水的蓄存量，还可能导致局部气候的变化。

而大量的蒸发还会造成湖泊周边地区的干旱和土壤盐碱化。

总的来说，青藏高原的气候变化趋势与全球气候变暖密切相关。